Analysis of Diagenetic Fluid Characteristics and Reconstruction of Composite Diagenetic Environments in the Middle Permian Dolomites of the Western-Northern Sichuan Basin

近年来川西南部平探1井、金山101井、川西北双鱼石地区（徐诗雨等，2022；张连进等，2022）、川中高石梯—磨溪地区（任丽梅等，2022）白云岩地层中连续钻获工业气流，取得了一定成果，显示了四川盆地中二叠统白云岩的勘探潜力。四川盆地中二叠统白云岩地层分布不连续（舒晓辉等，2012；胡安平等，2018）、受多期次构造运动的改造强烈、成岩作用复杂、多种白云石化作用同时存在（袁浩等，2010；王丹等，2011；舒晓辉等，2012；胡安平等，2018；芦飞凡等，2020），发育包括豹斑白云岩、晶粒白云岩、热液白云岩在内的多种产物，复杂的地质演化史使得白云岩成因解释多样，四川盆地中二叠统白云岩成因目前已有混合水白云岩化（陈明启，1989；唐思哲等，2023）、玄武岩淋滤白云岩化（何幼斌和冯增昭，1996；金振奎和冯增昭，1999）、构造—热液白云岩化（蒋裕强等，2018a；黎霆等，2021）、浅埋藏白云岩化（王运生和金以钟，1997）、多种白云岩化作用叠加（陈轩等，2012）等多种解释。

目前对四川盆地西部中二叠统白云岩成因的研究主要集中在总体分析，但研究区中二叠统白云岩的岩性复杂，空间上分布变化大，需要对研究区分区域进行分析，明确不同区域白云岩的特征、分析不同成岩流体特征、重建其成岩环境。因此，在前人研究基础之上，依托新钻井的岩心资料、野外剖面资料、岩石学特征、地球化学特征，对川西—川北地区中二叠统白云岩的成岩流体进行分析，分区域讨论成岩环境，厘清白云岩成因。

四川盆地位于扬子克拉通西部，为一稳定的前陆盆地，西缘为龙门山断裂带，东缘为七曜山断裂带，南缘为峨眉—瓦山断裂带，北缘为城口断裂带。四川盆地地区先后经历了加里东、东吴、印支、喜马拉雅运动等多期次的构造运动（李龙龙等，2023），形成了现今的叠合盆地，多期次的构造运动使得四川盆地构造发育情况复杂，四川盆地基底发育一条北东—南西向的大断裂及众多次生断裂（李秋芬等，2015；张玺华等，2018）（图1），加里东运动后沉积中二叠统，在海西期东吴运动使得四川盆地中二叠统隆起，同时沿断裂发生了规模巨大的岩浆喷出作用，形成了峨眉山大火成岩省（Richards et al.，1989；White and McKenzie，1989；Campbell and Griffiths，1990；何斌等，2006；Zhu et al.，2019；梁宇馨等，2021）。

Figure 1.  Tectonic zoning map and stratigraphic column of the western⁃northern Sichuan Basin

本次研究区西以龙门山断裂带为界，南起雅安、乐山一带，向北止于广元、宁强一带，向东以广安、遂宁一带为界，总体沿龙门山断裂带山前分布。研究区内中二叠统分为栖霞组与茅口组，栖霞组分为两段，茅口组分为四段，栖霞组与下伏梁山组整合接触，与茅口组整合接触，茅口组四段顶部发育风化壳，上覆峨眉山玄武岩，呈不整合接触。栖霞组岩性主要有灰色泥晶生屑灰岩、灰色亮晶生屑灰岩、晶粒白云岩、豹斑白云岩、斑马纹状白云岩；茅口组的岩性主要为深灰色生屑灰岩、晶粒白云岩、斑马纹状白云岩，茅口组三段可见眼球状构造，生物化石丰富，主要有蜓类、腕足、棘皮、双壳等。

研究区内栖霞组、茅口组均发育白云岩，栖霞组白云岩主要发育在栖霞组二段，少部分发育在栖霞组一段顶部，茅口组白云岩发育较少，仅在洪雅张村剖面茅口组三段观察到斑马纹状白云岩。

本次研究基于成因组构将研究区内白云岩分为两大类，即均质白云岩与斑马纹状白云岩，均质白云岩主要为晶粒白云岩，分为粉晶白云岩、细晶白云岩、中—粗晶白云岩，斑马纹状白云岩主要由暗带的均质白云岩以及缝洞中的鞍状白云石填充物组成，在本次研究中单独归为一类来讨论。

均质白云岩主要有粉晶白云岩、细晶白云岩（图2a）、中—粗晶白云岩（图2b）。

Figure 2.  Macroscopic characteristics of the Middle Permian cores and profiles in the western⁃northern Sichuan Basin

粉晶白云岩主要分布在川西北地区，如松盖剖面。白云石晶粒较小，介于20~40 μm，晶体紧密排列，自形程度低，为半自形—他形，晶粒具有明显的雾心亮边结构，溶蚀孔隙发育，孔隙常被鞍状白云石、石英等热液矿物和沥青充填。在镜下可见硅化的生物碎屑如珊瑚等（图3a，b）。

Figure 3.  Microscopic characteristics of the Middle Permian dolomite in the western⁃northern Sichuan Basin

细晶白云岩在研究区内广泛发育，是研究区内主要的白云岩类型，也是主要的储集层岩类。白云石晶粒大小主要介于0.1~0.2 mm，晶体排列紧密，自形程度较高，为半自形—自形，部分发育雾心亮边结构，发育少量溶蚀孔隙，部分被沥青充填，生物碎屑较少（图2d，f、图3c，b）。

中—粗晶白云岩在川西南部发育较多，白云石晶粒直径大于0.2 mm，观察到两组斜交解理，晶粒自形程度较低，为半自形—他形，晶粒间紧密排列，表面脏污，发育孔隙较少，被沥青充填，少见残余原始结构幻影如生物碎屑（图3c，d）。

斑马纹状白云岩在研究区内广泛发育，在栖霞组、茅口组的野外露头和岩心上均能观察到。斑马纹状白云岩多为条带状发育，明带暗带交替出现形成黑白色的条纹，暗带矿物为细晶白云石，亮带填充物为鞍状白云石，野外剖面上多与层面呈小角度斜交或水平，在岩心和野外剖面上均为多组发育，形成一片斑马纹状构造密集发育的区域（图2c~e）。

作为填充物的白云石往往发育在各种缝洞以及斑马纹状白云岩的亮带中，主要为热液鞍状白云石以及少量中—粗晶白云石。野外剖面及岩心手标本上呈灰白色或白色（图2d，f），镜下白云石晶体晶面弯曲，晶粒粗大，直径介于0.3~0.5 mm，晶体表面干净明亮，边缘锐利，可见两组斜交的解理（图3e），在正交偏光下观察到明显的波状消光（图3f）。部分斑马纹状白云岩孔隙发育，但与粉晶白云岩和细晶白云岩中的溶蚀孔隙不同，亮带白云岩中晶粒边缘锐利，没有溶蚀作用发育的特征，因此这类孔隙是鞍状白云石作为胶结物沿裂缝生长时未充填完全剩余的孔隙（图3h）。另外，还有部分鞍状白云石胶结物已经完全将裂缝填满，在镜下能明显观察到原裂缝中白云石晶粒与周围白云石晶粒的区别（图3g）。

为明确流体来源以及恢复中二叠统白云岩成岩环境，对研究区内的样品展开了碳氧同位素、ICP-MS原位微区稀土元素、锶同位素、流体包裹体均一温度分析测试，并且对实验数据进行了详尽的分析。

本次地球化学实验分析测试样品取自研究区普仁1井、平探1井、王世坪、宝兴五龙等取心井和剖面。

岩石薄片鉴定和阴极发光在西南石油大学地球科学与技术学院实验测试中心完成，薄片鉴定使用多视域显微镜完成，实验观察环境温度为25 ℃~28 ℃，湿度为70%，阴极发光使用CL8200 MK5阴极发光显微镜在室温条件下进行观察，工作条件为7~10 kV和400~500 mA。

无机碳氧同位素测试在西南石油大学碳酸盐岩沉积—成岩地球化学实验室完成，样品为白云岩、灰岩，先根据需要在岩心和剖面样品的新鲜面上分别选取均质白云岩、填充物的取样目标区，大小为5 mm×5 mm，随后用牙钻将区域内岩石钻磨为200目粉末，每0.5 g为一份样品，样品在实验室洁净度低于10 000级条件下完成测试，主检设备为赛默飞世尔气体稳定同位素质谱仪（MAT253 Plus）和多用途在线气体制备装置（Gasbench Ⅱ），将装有样品粉末的密封反应瓶用高纯氦气进行排空处理，随后注入6~8滴无水磷酸恒温70 ℃反应1 h，过程中释放出的CO₂气体由氦气流带入同位素质谱仪进行检测。本次实验分析使用国际标准物质IAEA CO-8、NBS-18为碳酸盐岩校正标准样品，实验数据采用维也纳Pee Dee箭石标准（VPDB）。锶同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所完成，使用仪器为Triton Plus质谱仪。

岩石样品稀土元素分析在成都仪荟岩心科技有限公司完成，样品为岩石粉末，取样标准与方法同碳氧同位素测试实验，使用ELAN 9000电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）和美国热电公司IRIS Intrepid Ⅱ XSP型ICP-OES进行分析，测试环境温度为18 ℃~20 ℃，湿度为60%~75%。

本次研究流体包裹体均一温度测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成分析测试。测试采用LINKAM THMS600型冷热台-7035，检测方法和依据：EJ/T 1105—1999，川西南样品数据引自冯轲（2019）。

本次研究中样品的计算主要涉及稀土元素异常值的分析和大致埋藏深度的计算。

因研究对象为海相碳酸盐岩，为体现海相碳酸盐岩的稀土分配模式特征，所以使用与现代海水REE配分模式类似的澳大利亚后太古代平均页岩（Post-Archean Australian Average Shale，PAAS）标准化值。在获得实验数据后，使用PAAS标准化值对样品的数据进行标准化计算，对于重点讨论的Ce与Eu两种元素的异常情况则需进行计算，高La异常往往会对Ce异常造成假象，影响分析的真实性，因此参考Pr异常值来参考Ce异常的真实性，Pr异常和Ce异常往往呈现相反的趋势，正Pr/Pr^*反映Ce负异常，负Pr/Pr^*反映Ce正异常（Bau and Dulski，1996），在计算Eu异常时会参考Ba元素的含量来排除Eu异常的假象（Jarvis et al，1989；Tostevin et al.，2016），考虑到实验数据使用PAAS标准化，本次研究Ce和Eu异常计算参考了Robbins et al.（2019）研究BIFs的方法，直接使用PAAS标准进行计算。本次研究所用的公式如下：

Ce/Ce^*_PAAS=Ce_PAAS/(0.5La+0.5Nd)_PAAS（Tostevin et al.，2016）

Eu/Eu^*_PAAS=Eu_PAAS/(0.67Sm+0.33Tb)_PAAS（Tostevin et al.，2016）

Pr/Pr^*_PAAS=Pr_PAAS/(0.5Ce+0.5Nd)_PAAS（冯轲，2019）

La/La^*_PAAS=La_PAAS/(3Pr-2Nd)_PAAS（冯轲，2019）

使用包裹体均一温度利用地温梯度计算大致深度时，地温梯度参考王一刚等（1998）提出的四川盆地古地温梯度值，在川中地区地温梯度基础上，对川西南地区使用增加15%的二叠系地温梯度，对川西北地区使用减少15%的二叠系地温梯度。

碳同位素（δ¹³C）和氧同位素（δ¹⁸O）因其稳定的性质被广泛用于地质学的研究中。在同位素的分馏过程中，蒸发作用会使较轻的¹²C、¹⁶O蒸发，使得正常海水沉积物中的δ¹³C、δ¹⁸O值相对升高，使得其偏正（Buggisch et al.，2015）。在地质过程中有机物的光合作用或大气淡水淋滤等作用会使得¹²C混入导致较重的δ¹³C值显著降低，显示偏负的结果；在高温的作用下δ¹⁸O值会显著偏负，并且随埋藏深度的增加和温度的升高负值会愈加明显（Allan and Wiggins，1993）。

表1为川西—川北地区白云岩碳氧同位素分布特征。研究区栖霞组暗带均质白云岩的碳同位素值δ¹³C为0.74‰~5.16‰，氧同位素值δ¹⁸O为-15.59‰~-2.35‰；栖霞组缝洞填充物碳同位素值δ¹³C为-0.01‰~4.73‰，氧同位素值δ¹⁸O为-14.67‰~-6.13‰。茅口组暗带均质白云岩碳同位素值δ¹³C为2.37‰~4.98‰，氧同位素值δ¹⁸O为-12.45‰~-5.93‰；茅口组缝洞填充物碳同位素值δ¹³C为2.94‰~4.15‰，氧同位素值δ¹⁸O为-11.83‰~-11.22‰。为突出中二叠统白云岩地球化学特征与原始组构的变化，需要加入同层位原始灰岩的碳氧同位素数据（表2），结果显示栖霞组灰岩碳同位素值δ¹³C为-2.51‰~3.81‰，氧同位素值δ¹⁸O为-14.87‰~-2.99‰，茅口组灰岩碳同位素值δ¹³C为-1.56‰~3.98‰，氧同位素值δ¹⁸O为-11.78‰~-3.79‰。通过编制碳氧同位素散点图，发现川西南、川西北地区的稳定碳氧同位素分布具有较为明显的差别，且与原始灰岩也表现出明显的差别（图4）。

Figure 4.  Carbon and oxygen isotope distribution of the Middle Permian samples in the western⁃northern Sichuan Basin

稀土元素在自然界中赋存的形式相近，成岩作用发生时环境的变化会使得稀土元素的离子价态发生变化，导致在沉积岩中的赋存形式发生改变，因此稀土元素分配模式能反映沉积环境以及成岩流体性质，也可以一定程度上反映成岩作用的强度。

在海相碳酸盐岩研究中，Ce与Eu常用来分析成岩环境与流体性质（Frimmel，2009，冯轲等，2018）。Ce元素在自然界中主要以Ce³⁺和Ce⁴⁺两种形式存在，其中Ce³⁺为易溶性质，Ce⁴⁺难溶，常与O元素结合形成CeO₂沉淀下来从而不进入矿物晶格。在富氧环境下，易溶的Ce³⁺转化为难溶的Ce⁴⁺，从成岩流体中分离沉淀，使得分配模式中δCe显示负异常（Mazumdar et al.，2003）；对于Eu元素，Eu²⁺在高温条件下进入矿物晶格，代替成岩流体中的Ca²⁺，从而被保留进入碳酸盐岩，经过热液改造的碳酸盐岩在分配模式中显示出Eu正异常（Klinkhammer et al.，1994）。

通过测试分析图表可以得出，川西—川北地区白云岩在区域特征上显示出一定差异（表3、图5），为更精确地体现出Ce和Eu的异常情况，经过计算，排除假象后δCe值介于0.252 7~1.011 9，平均值为0.510 2（表4），除去一个数值为1.011 9的样品外，其余样品δCe值均不超过0.75，大多数在0.5以下。根据图6，以判断异常的标准值1作分界线划分出四个象限，基本所有的样品都落在第四象限（图6），（Pr/Pr^*）_PAAS>1且避开了由La正异常所影响的区域，可判定为明显的负异常。样品的δEu值介于0.583 1~7.201 9（表4），平均值为1.384 1，跨度较大，其中只有普仁1井的样品编号为WL-21的样品出现了7.201 9的高值，样品为溶洞内大颗粒鞍状白云石磨成的粉末，其余样品δEu值不超过3。经计算，δEu值与Ba含量（μg/g）的相关度仅-0.57，因此可排除掉Ba含量对Eu/Eu^*的影响。从δEu均值来看，本次研究样品总体为Eu轻微正异常，其中不乏高异常值的样品，样品均来自溶洞或斑马纹状构造亮带中的鞍状白云石。

Figure 5.  Distribution pattern of rare earth elements in the Middle Permian dolomite in the western⁃northern Sichuan Basin (Post⁃Archean Australian Shale (PAAS) standardized)

Figure 6.  Cross⁃plot of (Ce/Ce^*)_PAAS and (Pr/Pr^*)_PAAS of the Middle Permian dolomite in the western⁃northern Sichuan Basin

川西南部地区白云岩样品稀土元素含量总体上比川西北部地区样品高，印证川西南和川西北地区的成岩流体组成具有差异性。在成岩环境上，所有白云岩样品均显示Ce负异常，指示了一个水体开阔的富氧成岩环境，符合中二叠统为颗粒滩相的结论；白云岩样品中的Eu正异常也为研究区经受广泛热液改造这一结论提供了依据。

放射性锶同位素（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）在海洋中环境中混合的时间远小于在海水中残留的时间，同时与碳氧同位素元素不同，Sr同位素不易因温度、压力和微生物作用而发生分馏，因此矿物的Sr同位素能较好地代表成岩流体的Sr同位素组成及其变化趋势。海水成岩环境的碳酸盐岩由于主要含有海水来源的Sr，往往保留有与同时期海水相似的Sr同位素值，成岩作用和陆源碎屑物质的含量对碳酸盐岩的Sr同位素值有重要影响，大陆的硅铝质风化产物因⁸⁷Rb发生β衰变成具放射性的⁸⁷Sr，往往具有较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值，洋中脊热液系统向海洋中提供贫放射性的Sr，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值较低（Palmer and Elderfield，1985；Palmer and Edmond，1989）。以上不同来源的Sr会在后续不同程度地参与到碳酸盐岩的成岩过程中，对样品Sr同位素值产生影响。

Sr同位素结果显示，研究区样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值在层位与区域分布上显示出不同的特征。川西南部均质白云岩Sr同位素值平均值为0.708 0，填充物Sr同位素值平均值为0.708 5；川西北部均质白云岩Sr同位素值平均值为0.707 5，填充物Sr同位素值平均值为0.707 8。总体来看，川西北地区的样品Sr同位素均落在上扬子地台二叠系海相碳酸盐岩范围内，该组样品内部缝洞中填充物鞍状白云石的Sr同位素显著高于均质白云岩；川西南地区样品的Sr同位素大部分落在上扬子地台二叠系海相碳酸盐岩范围内，但少部分样品的Sr同位素值显著高于这一范围（图7）。

Figure 7.  Distribution patterns of strontium isotopes of the Middle Permian dolomites in the western⁃northern Sichuan Basin

研究区中二叠世为一颗粒滩沉积环境（刘洋，2020），因此海水供应了白云岩成岩时主要的成岩流体。总体分析后可以得出，研究区内中二叠统白云岩碳同位素值δ¹³C均偏正，基本落在了二叠系同期海水范围内，表明未有含较轻碳同位素的流体混入或动植物生物化学作用改造。值得注意的是，在川西北松盖剖面栖霞组49-1A样品出现了-0.01‰（表1）的碳同位素值，相较其他样品的碳同位素值偏负，表明其成岩时流体经历了轻碳混入的过程。结合沉积相特征，川西北地区在中二叠世沉积时位于古地貌高点（李蓉等，2023），可能在暴露期接受一定程度的淡水淋滤，导致δ¹³C偏低甚至偏负。同时从区域分布的角度来看（图4，5），相较于川西南地区的样品，川西北部白云岩样品显示出较低的δ¹³C和偏正的δ¹⁸O，表明不同区域的白云岩成岩过程有显著差异。川西南部的δ¹⁸O显著更加偏负，表明该地区的白云岩在成岩的过程中受到了更强烈的高温影响；结合岩石学证据，热液成因的鞍状白云石在川西南部广泛分布，表明热液作为成岩流体在该区域存在。

在阴极发光实验中，Fe²⁺和Mn²⁺的赋存情况决定发光的亮度，均质白云岩红色光发光程度较弱，而鞍状白云石发红光程度较强，且观察到环带状结构（图8）。不同的发光程度表明成岩流体的不同来源及不同的埋深环境，暗红光的均质白云岩多形成自海源流体，埋深较浅，发亮红色光的填充物（中—粗晶白云石及鞍状白云石）多形成自热液流体，埋藏较深，形成于中—深埋藏阶段。

Figure 8.  Cathodoluminescence characteristics for the Middle Permian dolomite in the western-northern Sichuan Basin

样品稀土元素分配模式、LREE的富集及δCe的负异常指示了研究区主要为海水的成岩流体。同样地，对高温敏感的δEu值显示出了普遍的正异常，与碳氧同位素的分布特征相似，川西南地区的Eu异常明显高于川西北地区矿2井样品，也表明了川西南地区活跃的热液活动，Eu异常常在热液流体的作用产物中体现，因此可证明研究区缝洞中填充的白云岩多为热液成因。

结合Sr同位素分析，均质白云岩成岩流体多为海水，填充物中白云岩Sr同位素值普遍偏高，证实了成岩过程中外源流体的加入。值得注意的是，本次研究的样品Sr同位素值大部分落在了同时期海相碳酸盐岩的范围内，仅有川西南地区的样品部分高于同时期海相碳酸盐岩范围，但仍然未超过全球壳源Sr同位素的平均值0.711 9（Palmerand Elderfield，1985；Palmer and Edmond，1989），结合研究区白云石化作用的规模和碳氧同位素、稀土元素的证据，推测研究区内主要的成岩流体是同时期海水，热液流体有参与成岩过程但不是主要的成岩流体，鞍状白云石Sr同位素值偏高但未达壳源Sr同位素值的原因，可能是热液在向上运移的过程中，流经下伏陆相地层并与围岩发生一定程度的反应，携带了高放射性⁸⁷Sr含量的壳源物质。区域性特征同样体现在Sr同位素值结果中，川西南部的样品不仅均值高于川西北的样品，其均质白云岩和填充物鞍状白云石这两种不同组构的Sr同位素差值也显著高于川西北地区的数值，再次反映了川西南部地区相比川西北地区较强的热液活动。

四川盆地加里东—印支早期以垂向升降和拉张作用为主（罗志立，1983；冯纯红等，1988；罗志立等1988），发育大量基底断裂（图1），拉张背景有利于热液的广泛活动（冯明友等，2016），这些断裂在晚二叠世处于拉张性活动期（谭秀成等，2012），控制了二叠系颗粒滩的发育（蒋裕强等，2018b），同时为热液活动提供运移通道。如图2d所示，断层断裂线上有热液产物堆积，形态不与风化面齐平而是呈向外凸出状，推测图中的节理是热液运移上涌的通道之一。

结合岩石学及地球化学分析的结果，粉晶—细晶白云岩显示出较低的δ¹³C、偏正的δ¹⁸O（图4）以及在中二叠世海水范围内的Sr同位素值（图7），说明其在成岩时未受到强烈的成岩作用改造，成岩流体主要为同时期的海水，接受了一定程度的轻碳混入，可能是由于淡水淋滤或者浅海环境下生物活动的碳循环所致，表明了同生—准同生期的海相成岩环境，同时δCe的负异常指示研究区中二叠世为一个氧循环丰富、较为开阔的海域。

同时，白云石的结晶速度也是判断成岩环境的一个重要指标。根据前人对白云石有序度的研究，粉—细晶白云石有序度平均为0.68，但也存在有序度为0.56的样品以及有序度为0.39的白云石化未完全的豹斑白云岩样品（林攀，2019），表明在蒸发条件下有大量Mg²⁺和Ca²⁺进入晶格快速结晶。如今观察到的白云石大部分显现出相对较高的有序度，但仍能观察到部分海相环境快速结晶并在后期重结晶的痕迹。如图2b中白云石晶体的环带状构造，说明晶核生成于重结晶形成的环带之前，因此不能排除在川西北地区存在海水成岩环境。

晶面洁净、自形程度较高的细晶白云岩和中—粗晶白云岩显示出偏高的δ¹³C和偏负的δ¹⁸O（图4），显示了一个相对温度较高的成岩环境，且Sr同位素值在中二叠世海水的Sr同位素范围内有明显的分异（图7），稀土元素分配模式显示成岩流体依然是以海水为主。因此，推测研究区内大部分晶粒白云岩的成岩环境是一个温度较高的浅—中埋藏环境，在压实作用下孔隙中的残余海水被排出，进行埋藏白云石化作用。

细晶白云岩在研究区发育最为广泛，其有序度平均值为0.68，中—粗晶白云岩有序度平均值为0.73~0.77（林攀，2019），较高的有序度说明其有充分的时间缓慢结晶，推测其形成于埋藏阶段，浅—中埋藏成岩环境中古温度为常温至85 ℃（方少仙和侯方浩，2013）（SY/T 5478—2003）。流体包裹体均一温度显示，一些样品保存的古温度信息显然符合这一范畴，对比前人对四川盆地的地温梯度研究（Robbins et al.，2019），按地表温度25 ℃计算，对川西北地区使用二叠纪最高地温梯度5.1 ℃/100 m，猫儿塘剖面样品白云石化发生时的埋藏深度介于863~1 059 m（表5、图9a~c），按照矿2井样品现代的埋深计算，其环带状加大边中重结晶的温度应为140 ℃，高于如今实测包裹体中的温度，所以其埋藏白云石化作用开始时的埋深浅于现代的深度，介于1 443~2 042 m。结合以上数据，推测大部分细晶白云石所开始白云石化的埋藏深度介于800~2 000 m，为浅埋藏至中等深度的埋藏（冯佳睿等，2018；高志勇等，2018）。

Figure 9.  Microscopic characteristics of dolomite fluid inclusions in the western⁃northern Sichuan Basin

广泛发育的斑马纹状白云岩和其中的鞍状白云石填充物说明热液活动的存在且影响区域较大。填充物鞍状白云石δ¹⁸O极为偏负、δ¹³C偏低（图4）显示了成岩时的高温环境，并且未混入自然界碳循环中较轻的δ¹²C，显示了一个较为封闭、高温的成岩环境，偏高的Sr同位素值（图7）表明其成岩流体为底部向上运移的热液，晶粒粗大、晶面洁净的白云石也往往生成于较深的埋藏深度。因此，推测一些中—粗晶白云石和鞍状白云石生成于中—深埋藏环境的成岩环境。

前人研究中，中—粗晶白云石的白云石有序度分别达到了0.77和0.83（林攀，2019），高有序度表明白云石成核较慢，Mg²⁺供给的速度较慢，有充足的时间进行晶格的有序排列。中—粗晶白云石和鞍状白云石包裹体均一温度的范围为175 ℃~232 ℃（冯轲，2019）（表5）（图9d~f），对川西南地区使用二叠纪最高地温梯度6.9 ℃/100 m计算，其深度为2 174~3 000 m。鞍状白云石本身的热液成岩流体温度相比周围埋藏环境的温度更高。因此，不能用鞍状白云石的数据直接计算大致的埋藏深度，但中—粗晶白云石的计算深度也已经接近3 000 m，故推测中—粗晶白云石和鞍状白云石的成岩埋藏深度为2 100~3 000 m，已经达到了中等至深埋藏的深度（冯佳睿等，2018；高志勇等，2018）。

总之，四川盆地中二叠统在早期古地貌高点（图10）受蒸发作用进行部分的同生—准同生白云石化作用且接受一定程度的淡水淋滤，白云石化不完全的则形成豹斑白云岩，在进入埋藏阶段后发生普遍规模的白云石化作用，形成分布广泛的细晶白云岩。二叠纪末期峨眉地裂运动驱动热液沿断裂运移上涌（图11），运移到均质白云岩地层时在缝洞中进行热液白云石化，在运移过程中同样也沿运移通道对围岩进行改造，形成鞍状白云石填充物及热液矿物，且此次构造运动作用引发的热液白云石化作用在川西南部影响较强，而在川西北部影响较弱。明显的区域性特征差异可能与在川西南较为活跃的峨眉山地裂运动有关，强烈的岩浆活动驱动热液运移的强度大、范围广，对围岩进行了广泛的改造，而在横向距离较远的川西北地区岩浆活动较弱，白云岩晶粒较小，鞍状白云石发育较少，同时白云岩中能观察到更多的原始灰岩组构。

Figure 10.  Microscopic characteristics of the Middle Permian granular beach facies in the western⁃northern Sichuan Basin

Figure 11.  Schematic diagram of diagenetic environment evolution for the Middle Permian dolomite in the western⁃northern Sichuan Basin

（1） 川西—川北地区的白云岩可分为均质白云岩与斑马纹状白云岩，晶粒白云岩主要有粉晶白云岩、细晶白云岩、中—粗晶白云岩，填充物主要发育在缝洞及斑马纹状白云岩的亮带中，斑马纹状白云岩暗带部分主要为细晶白云岩，亮带填充物主要为鞍状白云岩。

（2） 研究区白云岩成岩流体为海水及深部热液混合成岩，中二叠世同时期海水为主要成岩流体，热液作用主要参与了中—粗晶及鞍状白云石的白云石化进程，且相较于川西北地区，川西南地区热液活动更为广泛和活跃，对白云岩成岩过程的参与度也更高。

（3） 川西—川北地区白云岩成岩环境经历了海相颗粒滩环境、浅埋藏环境、中—深埋藏环境，白云石化作用有同生—准同生白云石化作用，埋藏白云石化作用及热液白云石化作用。同生—准同生白云石化作用主要作用在颗粒滩古地貌高点环境，埋藏白云石化作用发生在浅—中埋藏阶段及中—深埋藏阶段，形成细晶白云岩与中—粗晶白云岩，热液白云石化作用主要发生在中—深埋藏阶段，形成中—粗晶白云石与热液鞍状白云石。同生—准同生白云石化作用主要发生在川西北部，但最主要的白云石化作用仍然是埋藏白云石化作用，川西南部以埋藏白云石化作用为主，且川西—川北地区普遍发育热液白云石化作用。